馬曉倩 , 劉 軍, 朱定偉, 李三忠 *, 李穎薇, 索艷慧 ,周 潔 , 李璽瑤 , 王光增 , 王鵬程 , 劉 澤

(1.深海圈層與地球系統(tǒng)教育部前沿科學(xué)中心, 海底科學(xué)與探測技術(shù)教育部重點實驗室, 中國海洋大學(xué) 海洋地球科學(xué)學(xué)院, 山東 青島 2 66100; 2.青島海洋科學(xué)與技術(shù)國家實驗室 海洋礦產(chǎn)資源評價與探測技術(shù)功能實驗室, 山東 青島 266100; 3.中海石油(中國)有限公司 深圳分公司, 廣東 深圳 518000)

0 引 言

張扭斷裂控制下的拉分盆地是伸展構(gòu)造的一種重要形式, 左旋左階走滑斷層或右旋右階走滑斷層的疊接部位往往形成拉分盆地(Fossen, 201 0)。拉分盆地通常呈菱形, 兩條長邊常為走滑斷層, 短邊則為走滑控制的正斷層組合?！袄峙璧亍币辉~最早由Burchfiel and S tewart (1966)提出, 此后, 前人對全球拉分盆地開展了廣泛地質(zhì)調(diào)查(Aydin and Nur ,1982; M ann et al., 1983; M ann, 2007) 、物理模擬(Rodgers, 1980; Dooley and McClay, 1997; Wu et al.,2009; Dooley and Schreurs, 2012)以及數(shù)值模擬研究(McKenna and Blackwell, 2004; Petrunin and Sobolev,2006; van Wijk et al., 2017; Li u and H einz, 2018a,2018b)。此外, 由于走滑構(gòu)造與油氣勘探、地震等關(guān)系密切, 因此前人對典型的拉分盆地也開展了更深入的盆地動力學(xué)研究(Burchfiel et al., 1991; Hurwitz et al., 2002; Shi et al., 2015), 拉分盆地由此也成為一個研究熱點。一些學(xué)者在前人研究基礎(chǔ)上系統(tǒng)總結(jié)了拉分盆地的打開模式, 揭示了拉分盆地形成的多樣性以及不同模式的優(yōu)點和局限性(Freund, 197 4;Koide and B hattacharji, 1977; R odgers, 1980; Aydin and Nur, 1982; Mann et al., 1983)。

目前, 拉分盆地的研究手段主要有3 種: ①物理模擬, 主要適用于地球物理數(shù)據(jù)有限的區(qū)域, 但模型設(shè)定存在很多局限; ②數(shù)值模擬, 在研究拉分盆地發(fā)育方面的應(yīng)用較少, 且需要掌握一定的計算技術(shù), 起步臺階較高; ③實地調(diào)查并結(jié)合多種地球物理資料的綜合分析, 這種研究手段雖然存在一些不足, 但仍有助于了解拉分盆地的發(fā)生、發(fā)展過程,目前依然是研究走滑構(gòu)造演化的重要手段。特別是,地震剖面資料解析過程中, 由于忽視走滑構(gòu)造的識別, 走滑主控的拉分盆地形成模式長期不被認(rèn)可,因而, 對盆地成因模式認(rèn)識還存在不足。此外, 無論物理模擬還是數(shù)值模擬, 目前技術(shù)條件下尚難以對走滑拉分盆地的沉積效應(yīng)進行有效模擬, 因此本次研究仍采用最基礎(chǔ)的綜合分析方法。

南海北部是中國重要的油氣生產(chǎn)基地, 油氣勘探也取得了重大成就, 其中, 珠江口盆地巨大的油氣開發(fā)潛力引人關(guān)注。在近三十年的油氣勘探過程中, 在珠江口盆地東部發(fā)現(xiàn)了81 個油氣田和含油氣構(gòu)造, 累計探明原油儲量近10 億噸, 天然氣儲量近2000 億立方米, 預(yù)測石油資源共計80 億噸, 是中國近海最大的含油氣盆地之一。在珠江口盆地神狐海域天然氣水合物產(chǎn)氣現(xiàn)已超過30 萬立方米, 且已圈定11 個遠景區(qū)、19 個成礦區(qū), 鎖定2 個千億立方米級礦區(qū), 該區(qū)的天然氣水合物前景可見一斑。另外,勘探資料也證實, 珠江口盆地西部的陽春凹陷、陽江凹陷和瓊海凹陷具極大的勘探潛力, 但勘探成效不如南部的文昌凹陷, 直到近年來才有進一步突破(彭光榮等, 2019)。

自1979 年陽江凹陷油氣勘探之初, 一直未取得重大發(fā)現(xiàn), 鉆井效果也不理想。近來在源-斷控藏新認(rèn)識的指導(dǎo)與新技術(shù)的應(yīng)用下(彭光榮等, 2019), 陽江凹陷的勘探價值才逐漸被關(guān)注, 因此也開辟出該區(qū)油氣勘探的遠大前景。大量勘探資料顯示陽江凹陷油氣探勘突破與近些年重視該凹陷發(fā)育的多期次大型走滑斷裂的控藏作用有關(guān)。與典型的拉分盆地類似, 陽江凹陷中大型走滑斷裂是控制油氣運移和聚集的主要因素, 沿走滑斷裂發(fā)育的走滑拉分盆地是有機質(zhì)儲存和儲層發(fā)育的優(yōu)良場所。

由此可見, 南海北部具有良好的油氣儲存條件,但由于該區(qū)走滑構(gòu)造對油氣控制作用的研究不夠深入, 一直未探明該區(qū)優(yōu)質(zhì)儲區(qū), 而且對該區(qū)的走滑斷裂沒有一個很好的分類, 特別是未深入了解構(gòu)造對烴源巖、儲集層宏觀分布的控制。本次研究選擇陽江東凹作為深入解剖對象, 借助研究區(qū)地震剖面資料和巖相古地理研究成果(朱明等, 201 9), 從研究區(qū)及其周圍凹陷的多期次走滑斷裂入手, 對珠江口盆地多期走滑拉分盆地與沉積關(guān)系進行分析, 進一步還原走滑控制的多期原型盆地及其疊合規(guī)律。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

南海北部位于歐亞板塊、印度-澳大利亞板塊和太平洋板塊交接部位, 長期受到多個板塊相互作用(李三忠等, 2 012b)。最早的沉積記錄揭示, 新生代珠江口盆地在中生代基底的基礎(chǔ)上于55.8 Ma 啟動裂解(解習(xí)農(nóng)等, 2011), 直到34 Ma 左右陸殼破裂, 于現(xiàn)今大陸坡以南位置形成新洋殼, 南海海盆進入擴張階段(Ding et al., 2018)。因此, 珠江口盆地內(nèi)記錄了陸殼裂解至南海擴張完整過程, 為深入研究珠江口盆地的構(gòu)造-沉積作用提供了一個良好窗口。

NEE-SWW 向展布的珠江口盆地位于南海北部陸緣, 分布在南海北部、華南大陸南部、海南島和臺灣島之間的廣闊陸架和陸坡區(qū), 面積約17.5×104km2。早期該區(qū)域?qū)儆诠派椭猩鷱?fù)雜褶皺基底或中生代安第斯型陸緣(Suo et al., 2019)。重磁數(shù)據(jù)表明,NE 和NW 向斷裂控制盆地中生代基底構(gòu)造(王家林等, 20 02), 為燕山期造山帶, 而且它們還限制了古近紀(jì)斷裂的發(fā)育模式。傳統(tǒng)觀點認(rèn)為, 珠江口盆地是該俯沖型造山帶在單一NW-SE 向拉張伸展背景下經(jīng)垮塌形成的新生代伸展裂陷盆地(杜家元等,2020), 自北向南由北部隆起帶、北部坳陷帶(包括珠三坳陷和珠一坳陷)、中央隆起帶、南部坳陷帶(包括珠二坳陷)和南部隆起帶5 個構(gòu)造單元組成, 整體上呈“三隆夾兩坳”的構(gòu)造格局(圖1)。

珠江口盆地主要發(fā)育斷裂有NWW-NW 向基底走滑斷裂、NNE-NE 向張扭性巖石圈尺度斷裂和近EW-NEE 向小規(guī)模蓋層斷裂, 空間分布上這些斷裂呈現(xiàn)出“棋盤格式”格局(圖1), 而這種復(fù)雜斷裂構(gòu)造格局并非單次、單一應(yīng)力場背景下簡單伸展形成。

圖1 珠江口盆地構(gòu)造單元劃分(修改自王鵬程等, 2017)Fig.1 Tectonic units of the Pearl River Mouth Basin

圖2 陽江凹陷總體構(gòu)造格架(修改自彭光榮等, 2019)Fig.2 Regional structural map of the Yangjiang Sag

陽江凹陷位于珠江口盆地珠三坳陷帶北部, 其北部為海南隆起, 南部為神狐隆起, 西北部為陽春凹陷, 東北部為恩平凹陷(圖2)。在構(gòu)造單元方面,陽江凹陷由“兩凹一凸起”組成: 從西到東依次為陽江西凹、陽江中低凸起和陽江東凹。在地形上, 陽江凹陷自西向東依次發(fā)育陽江33 洼、陽江24 洼、恩平19 洼、恩平20 洼和恩平21 洼。地層從下往上依次為古近系文昌組、恩平組以及新近系珠江組、韓江組和粵海組, 其中, 文昌組和恩平組是陽江凹陷主要烴源巖層, 文昌組自下而上又劃分為: 文三段、文二段、文一段(區(qū)域上, 它們分別對應(yīng)珠一坳陷和珠二坳陷的文四段、文五段、文六段); 恩平組自下而上被劃分為: 恩下段和恩上段; 而珠江組、韓江組和粵海組是陽江凹陷主要的勘探開發(fā)目標(biāo)層系(楊海長等, 201 1)。目前, 全區(qū)基本覆蓋二維、三維地質(zhì)資料, 其中三維地震區(qū)主要覆蓋恩平組和文昌組, 主要層位分別為Tg、T70、T71、T80、T81和T82(圖3), 為該區(qū)構(gòu)造研究提供了豐富的數(shù)據(jù)基礎(chǔ)。

2 多期走滑拉分成盆階段與盆地原型

鑒于南海海盆成因復(fù)雜性和地理位置特殊性,珠江口盆地形成過程受多種構(gòu)造的作用, 從而形成了多期次伸展、走滑斷裂, 而且在盆地構(gòu)造樣式-沉積體系遷移、演替中也詳細(xì)記錄了這些構(gòu)造運動。本文在前人研究基礎(chǔ)上, 結(jié)合地震剖面資料, 著重討論成盆時期經(jīng)歷的一期伸展和兩期走滑構(gòu)造作用對沉積過程的影響。

圖3 珠江口盆地東部綜合柱狀圖(修改自王德良等, 2018; 朱明等, 2019)Fig.3 Compr ehensive geological column of the eastern Pearl River Mouth Basin

2.1 先存NEE 向基底斷裂強烈反轉(zhuǎn)階段與彌散狀地塹式寬裂谷格局

前古近紀(jì)和古近紀(jì)期間, 珠江口盆地中可識別出NEE 向和NW 向兩組主要共軛斷裂, 這兩組斷裂控制了盆地形成及其內(nèi)部發(fā)展。其中, NEE 向斷裂形成較早, 持續(xù)活動時間較長, 并在后期構(gòu)造作用中得到進一步的繼承和發(fā)展, 屬于盆地先存基底斷裂。根據(jù)地震剖面資料, 陽江東凹前古近紀(jì)地層中NEE 向斷裂表現(xiàn)為疊瓦式逆沖斷坪結(jié)構(gòu), NW 向斷裂表現(xiàn)為逆沖斷坡結(jié)構(gòu)。陽江東凹不同時期斷裂體系揭示, 文昌組沉積期主控斷裂呈 NEE 向展布,恩平組沉積期主控斷裂呈EW-NW 向展布, 表明陽江東凹乃至整個珠江口盆地構(gòu)造應(yīng)力場從NNW-SSE向拉張轉(zhuǎn)為近SN-NNE 向拉張, 整體具有順時針旋轉(zhuǎn)的趨勢。前人提出東亞陸緣新生代盆地形成是右行剪切作用下NNE、NEE 或E-W 向中生代基底先存斷裂繼承性活動的產(chǎn)物(許浚遠, 1997)。但劉欣穎等(2020)認(rèn)為, 盆地是NE 向古太平洋-太平洋洋中脊俯沖誘發(fā)上覆板塊處于NW-SE 向伸展背景下的寬裂谷作用, 因此先存基底斷裂為后期伸展構(gòu)造格局奠定了基礎(chǔ), 后期斷裂在此基礎(chǔ)上進行繼承與發(fā)展,在陽江東凹表現(xiàn)為彌散性地塹分布格局(圖4a、b)。其發(fā)育過程為: 珠瓊運動一幕引發(fā)陽江東凹強烈隆升和侵蝕, 形成區(qū)域性不整合面Tg(文昌組底界面),并與前古近系基底呈角度不整合接觸; 珠瓊運動一幕-珠瓊運動二幕期間的文昌組沉積期, 陽江東凹發(fā)生裂陷作用, NEE 向基底斷裂強烈反轉(zhuǎn)活化, 彌散性地塹分布格局形成, 并控制深水地塹湖盆的形成, 且各湖盆之間界線明顯。

2.2 NE 向右行右階走滑斷裂主控階段與大型拉分盆地

始新世-漸新世, 研究區(qū)主控活動斷裂為NNENE 向, 該組斷裂也是南海北部最主要、分布最廣的斷裂, 遍布北部灣盆地西部和東部、瓊東南盆地北部以及珠江口盆地西部。其中, NE 向斷裂切割古近紀(jì)沉積并延伸至中新統(tǒng), 是控制南海構(gòu)造格局的主要斷裂。

在珠瓊運動二幕-南海運動的恩平組沉積期,太平洋板塊相對東亞大陸邊緣的俯沖作用從NNW向轉(zhuǎn)為NWW 向, 這一斜向俯沖在東亞陸緣產(chǎn)生一定的右行走滑分量, 并且印度–澳大利亞板塊與歐亞板塊的強烈碰撞導(dǎo)致歐亞板塊向北漂移(許浚遠和張凌云, 2 000)。南海北部陸緣處于近S-N 向拉張的背景下, N E 向先存斷裂重新活動, 并具有一定右行走滑分量的張扭作用, 進而形成了NE 向右行右階走滑拉分盆地體系(圖4c、d)。

珠海組沉積期, 在珠江口盆地中段西江凹陷、白云凹陷和荔灣凹陷, N E 向基底斷裂呈右行斜列(漆家福等, 2 019), 表明該時期NE 向基底受到右旋走滑伸展作用, 進一步證明珠江口盆地走滑拉分作用是先存基底的繼承和發(fā)展。盡管走滑作用在不同盆地具有時空差異性, 但是整體都處于S-N 拉張背景下。

圖4 陽江東凹走滑拉分構(gòu)造演化Fig.4 Tectonic evolution of the strike-slip faults and pull-apart basins of the eastern Yangjiang Sag

同時, 該期斷裂是陸地NNE-NE 向斷裂(自東向西依次為濱海、長樂-南澳、政和-大埔和麗水-海豐斷裂)向海部分的延伸(圖1), 也是燕山期NNE-NE向逆沖斷裂的繼承與發(fā)展(程世秀等, 2012) 。其中,①濱海斷裂, 又稱或華南濱外斷裂, 是福建沿海最活躍斷裂帶, 在南海北部延伸切割臺西南盆地和珠江口盆地(黃昭和王善雄, 2006)。該斷層是南海北部的控盆斷層, 古新世開始發(fā)育, 6～5 Ma 起活動性增強,并繼續(xù)控制新生代地層的形成(程世秀等, 2012)。其中, 中中新世, 在臺灣造山帶NWW-SEE 向擠壓作用下, 斷裂表現(xiàn)為右旋走滑斷裂, 其斷層面近于直立, 時而傾向西北, 時而傾向東南, 斷面具有絲帶效應(yīng)?，F(xiàn)今斷裂帶兩側(cè)地形差異較大, 并且沿斷裂帶地震活動頻繁。②長樂-南澳斷裂是東南沿海濱岸的一條中生代強烈活動的變質(zhì)帶和深斷裂帶, 也是一條現(xiàn)今地震較活躍的斷裂帶。野外觀察發(fā)現(xiàn), 該斷裂帶主要發(fā)育于晚侏羅世火山巖和燕山期花崗巖中, 其中, 東山島澳角附近混合巖發(fā)育了紅柱石-硅線石片巖, 表明巖石受到強烈擠壓和片理化, 可能屬于燕山晚期東亞大陸邊緣高溫低壓帶; 主干斷裂附近莆田、泉州、惠安、福清、平潭、東山、南澳等地均有燕山期基性巖、超基性巖和巖漿活動記錄,而在金門、龍海、漳浦、佛曇等地則出現(xiàn)新近紀(jì)至第四紀(jì)的巖漿活動(程世秀等, 20 12), 表明該斷裂在燕山期表現(xiàn)為巖石圈斷裂, 現(xiàn)今繼承并活化為右行張扭斷裂。主干斷裂被NWW 向斷裂切割, 切割地段逐漸形成斷陷盆地和港灣。③政和-大埔和麗水-海豐斷裂為巖石圈尺度的斷裂, 切割深度可達10 k m(韓江濤等, 2011)。其中, 麗水-海豐斷裂具有花狀構(gòu)造, 斷裂底部的地殼內(nèi)均存在明顯高導(dǎo)層, 震源深度和高導(dǎo)層深度之間具有一致性。同時麗水-海豐斷裂也是燕山期斷裂的繼承與發(fā)展, 在印支末期-燕山早期, 此斷裂為逆沖推覆斷層, 控制了早燕山期侵入巖的分布。類似長樂-南澳斷裂在南海北部延伸的重磁異常特征, 麗水-海豐斷裂為南海北部珠江口盆地西界、瓊東南盆地東界的控盆斷裂(程世秀等,2012)。

2.3 NWW 向左行左階走滑斷裂主控階段與小型拉分盆地

中新世, 主控斷裂整體為NWW-NW 向, 如南海東北部的九龍江-鵝鑾鼻和南海東南緣的巴拉巴克巖石圈尺度走滑斷裂。該期斷裂具有左行剪切性質(zhì), 大部分切割了NNE-NE 向斷裂, 因此其形成晚于NNE-NE 向斷裂。在部分區(qū)域該期斷裂控制了第四系的沉積, 進一步證明其活動較晚, 為中生代基底斷裂的繼承與發(fā)展。

但該期斷裂體系在陽江東凹出現(xiàn)較早, 大致始于早始新世文昌組沉積期, 表現(xiàn)為調(diào)節(jié)帶或變換帶,控制不同地塹之間的應(yīng)變差異(圖4e、f)。此時, 太平洋板塊NWW 向持續(xù)俯沖到東亞陸緣之下, 但是俯沖速率下降, 俯沖帶持續(xù)后撤。與此同時, 印度-澳大利亞板塊與歐亞板塊近S-N 北向持續(xù)碰撞, 南海北部陸緣在近S-N 向伸展應(yīng)力背景下持續(xù)拉張減薄。隨著碰撞效應(yīng)逐漸向東、東南傳播, 印支地塊發(fā)生順時針旋轉(zhuǎn), 并向東擠出, 其形成的左行走滑分量使得珠江口盆地NW 向調(diào)節(jié)帶不斷強化, 進而局部可能形成了左行張扭斷裂(圖1)。

在此之后, 陽江東凹進入裂陷二幕, 并沉積恩平組, 該構(gòu)造事件主要發(fā)生于中晚始新世-早漸新世(約39 M a), 此次構(gòu)造運動強烈, 延續(xù)時間長, 是珠瓊一幕繼承性的活動, 也是盆地斷陷階段最主要的運動。NEE 向斷裂在該構(gòu)造運動早期持續(xù)活動,于盆地內(nèi)發(fā)育了E-W 向斷裂。該時期斷裂為盆地的一級斷裂, 其中部分?jǐn)嗔验L度較短, 呈右階斜列分布, 反映了基底相對破碎, 且有左旋斜向伸展特征。由于多期構(gòu)造運動, 盆地形成了NWW 向、NE 向共軛斷裂體系。

根據(jù)漆家福等(2019)研究, 以云開低凸起為主的珠江口盆地中段在漸新世珠海組沉積期, 斷裂在NW-NWW 向構(gòu)造帶上多左階斜列, 證明NW 向斷裂具有左旋張扭走滑特征。盡管發(fā)生在不同范圍和不同時間, 但其仍是先存基底斷裂的繼承與發(fā)展,同時, 也進一步證實珠江口盆地存在多期走滑拉分作用。

重磁和地震資料揭示, 珠江口盆地早期主控邊界斷層為NNE 向走滑斷裂, 次級邊界為NEE 向鏟形正斷層, 盆地總體展布方向與右行控盆斷裂斜交。其中, 北部珠一坳陷和西南珠三坳陷總體受NEE 向斷層控制, 形成箕狀斷陷, 部分次級構(gòu)造單元受晚期NWW 向斷裂改造, 導(dǎo)致走向轉(zhuǎn)為NWW向; 而更南部的中央隆起帶的三個凸起之間被NNE向基底斷裂切割; 中央隆起帶以南的珠二坳陷(白云凹陷)和潮汕凹陷可能是NNE 向基底走滑斷裂和NEE 向正斷裂分割的E-W 向次級構(gòu)造單元(圖1)。總體上, NNE 向走滑斷裂對NEE 向斷裂有一定的約束, 最終兩者被NWW 向斷裂切割, 而珠江口盆地在這幾條斷裂的控制下呈NEE 走向分布。

3 構(gòu)造演化過程的沉積響應(yīng)

珠江口盆地的構(gòu)造-沉積事件為南海打開機制提供關(guān)鍵證據(jù), 也為珠江口盆地多期走滑拉分作用研究提供重要佐證。珠江口盆地新生代期間至少發(fā)生了6 次構(gòu)造運動, 從早到晚分別為神狐運動、珠瓊運動一幕、珠瓊運動二幕、南海運動、白云運動和東沙運動(朱明等, 2 019)。研究資料表明, 多期走滑拉分作用主要發(fā)生于珠瓊運動和白云運動期間,后期多為基底斷裂的繼承和發(fā)展, 具體構(gòu)造演化過程與沉積響應(yīng)關(guān)系如下。

3.1 神狐運動的沉積響應(yīng)

神狐運動發(fā)生于晚白堊世與古近紀(jì)之間, 在地震剖面上呈區(qū)域性不整合界面(圖3), 沉積地層為神狐組。鉆井資料顯示, 神狐組主要出現(xiàn)在珠三坳陷中(姜華等, 2 009), 在其他坳陷較少出現(xiàn)或缺失。該時期, 南海北部陸緣受到NW-SE 方向的拉張作用,前新生代基底發(fā)生張裂, 形成NEE向箕狀斷陷盆地,靠陸地一側(cè)形成少量地塹, 同時伴有大量巖漿活動。神狐運動末期發(fā)生褶皺隆升運動(李三忠等,2012a), 地層遭風(fēng)化剝蝕, 導(dǎo)致神狐組與上覆地層之間出現(xiàn)不整合界面。而神狐組沉積期的斷裂主要為同沉積斷裂或為更早的先存基底斷裂, 但由于地層埋藏較深, 資料品質(zhì)較差, 難以準(zhǔn)確深入探究沉積對構(gòu)造的精細(xì)響應(yīng)。

3.2 珠瓊運動一幕的沉積響應(yīng)

珠瓊運動一幕發(fā)生于始新世早期(約47.8 Ma),沉積地層為文昌組, 地震反射界面表現(xiàn)為T90不整合面(圖3)。在文二段沉積期, 太平洋板塊向歐亞板塊俯沖, 俯沖方向由NNW 向轉(zhuǎn)為NWW 向; 與此同時, 印度-澳大利亞板塊與歐亞板塊碰撞, 歐亞板塊向北漂移與太平洋板塊沿NNE 向俯沖帶產(chǎn)生右旋剪切, 因此, 南海北部NE 向先存斷裂重新活動, 并發(fā)生一系列具有走滑分量的弱張扭作用, 但早期斷裂活化不強。NE 向斷裂逐漸生長并連接一些小斷裂,形成NE 向右行走滑張扭體系。

在文一段沉積期, 太平洋板塊NWW 向持續(xù)俯沖到東亞陸緣之下, 但俯沖速率降低, 印度-澳大利亞板塊相對歐亞板塊碰撞速率也降低, 碰撞方向近S-N 向, 因此, 在南海北部陸緣產(chǎn)生了廣泛的S-N 向拉張(夏斌等, 2005)。同時, 隨著碰撞效應(yīng)逐漸向東、東南傳播, 導(dǎo)致擠出構(gòu)造發(fā)育, 并形成左行走滑分量, 使得珠江口盆地先存的NW 向斷裂繼承性再活化, 但活動性不顯著, 發(fā)育不明顯, 只是從地塹格局可判斷不同地塹之間可能存在調(diào)節(jié)帶或變換帶,局部開始出現(xiàn)弱的左行走滑斷裂體系。在陽江東凹內(nèi)形成左行左階走滑拉分盆地, 疊合在之前形成的右行右階拉分盆地之上。但控制該期地塹的還是NEE 向主導(dǎo)斷裂, NE和NW 向斷裂表現(xiàn)出共軛特征,但活動性不強。該期構(gòu)造運動在珠江口盆地中央隆起兩側(cè)多形成NE-NEE 向展布的深水盆地, 宏觀上珠一坳陷和珠三坳陷構(gòu)成一條地塹分布帶, 類似汾渭地塹; 而珠二坳陷為另一條地塹分布帶, 可能受深部兩條坡坪式滑脫帶控制, 使得珠江口盆地進一步擴大(圖5)。

文昌組沉積期, 珠一坳陷帶受珠瓊一幕運動衍生的斷陷活動影響, 局部隆起發(fā)育, 物源供給充沛,形成了許多以地塹為單元的次級洼陷, 各洼陷相對獨立, 之間呈雁列式排列分布(圖5)。沉積相受NEE向正斷層控制, 在地塹南北兩側(cè)幾乎對稱分布, 洼陷軸呈NEE 向展布, 而低凸起帶四周被次級沉降中心包圍, 故形成的沉積系統(tǒng)呈多方向發(fā)散, 如西江中低凸起北部和東部在文昌組沉積期為河流三角洲,而西部和南部則為扇三角洲, 湖盆內(nèi)部局部隆起主要發(fā)育一些較小的扇三角洲、辮狀河三角洲及濱岸沉積(杜家元等, 2020)。

珠三坳陷帶與珠一坳陷帶相似, 洼陷或地塹邊界斷層控制沉積特征及沉積中心分布(何家雄等,2020), 導(dǎo)致各次級洼陷之間分隔且呈條帶狀分布(圖5), 整體為濱-淺湖和半深湖-深湖沉積。

珠二坳陷帶和鄰近的瓊東南盆地中央坳陷帶受NE 向走滑斷裂影響, 發(fā)育一系列NEE-NE 向斷陷, 沉降速率較快(劉鐵樹和何仕斌, 2001), 其中珠二坳陷帶主要發(fā)育扇三角洲和半深湖-深湖相沉積。珠江口盆地中央隆起帶殘洼裂陷作用強烈, 對沉積作用影響明顯, 沉積期湖水較深, 范圍較廣,在番禺低隆起和東沙隆起的部分洼陷(番禺27 洼、番禺24 洼和東沙隆起惠州35 洼)發(fā)育了一套扇三角洲、辮狀河三角洲和半深湖-深湖相沉積(郭剛等,2013)。南部隆起帶位于深水區(qū), 主要發(fā)育辮狀河三角洲、濱-淺湖相、半深湖-深湖相沉積; 其中,荔灣凹陷和白云凹陷發(fā)育的三角洲沉積來自北側(cè)三角洲體系, 控制了二者的沉積格局(柳保軍等,2019)。

圖5 珠江口盆地文昌組沉積期構(gòu)造-沉積響應(yīng)(修改自朱明等, 2019)Fig.5 Tectono-sedimentary response of the Wenchang Formation in the Pearl River Mouth Basin

文昌組沉積期, 由于整體受基底斷裂控制, 盆地各地塹式洼陷相互分割, 主要發(fā)育濱-淺湖相、半深湖-深湖相和三角洲相沉積, 該期運動使得巖石圈逐漸減薄, 沉積沉降中心逐漸向南移, 盆地中部和西部的白云凹陷、恩平凹陷和文昌凹陷為主要沉降中心(馬明等, 2019)。其中, NE 向走滑斷裂形成的走滑構(gòu)造格局對辮狀河三角洲分布具有明顯控制作用, 伴生的走滑拉分?jǐn)嘞轂椴煌p狀河三角洲的匯聚沉積區(qū), 雖然與NE 斷裂走向具有很好耦合性, 但不具線性展布特征(圖5)。綜上, 由于盆地普遍受該期構(gòu)造運動影響形成彌散性地塹, 并衍生斷陷活動,因此主要形成小型洼陷沉積, 無大型三角洲形成,但為后期大型三角洲的形成奠定構(gòu)造和沉積背景。

3.3 珠瓊運動二幕的沉積響應(yīng)

珠瓊運動二幕發(fā)生在中始新世-晚始新世之間(約38 M a), 沉積地層為恩平組, 地震反射界面表現(xiàn)為T80不整合面(圖3)。該運動是珠江口盆地裂陷階段最重要的構(gòu)造運動, 使得珠江口盆地發(fā)生區(qū)域性抬升, 形成區(qū)域不整合面, 并伴有強烈?guī)r漿活動,同時使得珠江口盆地規(guī)模進一步擴大, 沉積盆地走向由NEE 向逐漸轉(zhuǎn)為E-W 向。珠瓊運動一幕活動的斷裂, 在該期構(gòu)造運動中持續(xù)活動和發(fā)育, 因此該期構(gòu)造運動主要為珠瓊一幕運動的繼承和延續(xù)(圖6)。

在珠一坳陷帶, 恩平組主要受珠瓊二幕運動作用控制, 該期運動在珠一坳陷帶表現(xiàn)為裂陷活動逐漸減弱, 之前形成的小湖泊逐漸相連, 形成淺而廣的開闊型湖泊。與文昌組沉積期相比, 該期物源供給減弱, 恩平洼陷北部形成湖底扇、陡坡扇、扇三角洲沉積, 陸豐洼陷形成河流三角洲、灘壩等沉積(杜家元等, 2 020)。此時, 早期NE 向右行走滑斷裂活動更為強烈, 成為沉積相分布的主控要素, 該區(qū)辮狀河控三角洲呈NE 向排列, 其西側(cè)主要受NE 向斷裂控制, 整體仍為扇三角洲相、辮狀河三角洲相及濱岸相沉積(杜家元等, 20 20)。由于受先存薄弱帶的影響, 各洼陷NEE 向正斷層依然鏟形滑脫, 洼陷內(nèi)沉積地貌也隨之變化, 轉(zhuǎn)變?yōu)榛顢嘞? 三角洲沉積的軸向受NEE 向正斷層約束, 轉(zhuǎn)為NWW-NW 向。

圖6 珠江口盆地恩平組沉積期構(gòu)造-沉積響應(yīng)(修改自朱明等, 2019)Fig.6 Tectono-sedimentary response of the Enping Formation in the Pearl River Mouth Basin

在珠三坳陷帶, 仍受早期NE 向斷裂影響, 控洼斷裂活動較強(楊計海等, 201 9), 恩平組沉積期為濱淺湖相、灘壩和河沼相沉積。在中央隆起帶番禺低隆起, 受早期NE 向走滑斷裂影響, 表現(xiàn)為裂陷特征, 海水沿西沙海槽入侵(劉鐵樹和何仕斌, 2001 ),沉積范圍擴大, 發(fā)育濱-淺湖、辮狀河三角洲和灘壩沉積, 同樣, 受NEE 向正斷層約束, 三角洲軸向為NWW 向。

在珠二坳陷帶, 受珠瓊二幕構(gòu)造作用影響, 主要發(fā)育E-W 向斷陷, 但依然表現(xiàn)為不對稱地塹, 沉降速度變慢, 海侵范圍擴大(劉鐵樹和何仕斌, 2001),主要發(fā)育濱-淺湖相和辮狀河三角洲沉積。由于海侵作用, 南部隆起帶深水區(qū)沉積范圍擴大, 主要發(fā)育辮狀三角洲和半深湖-深湖相沉積。由于印度-歐亞板塊碰撞引起的左旋走滑作用, 將該區(qū)凹陷分割為多凸多洼格局(紀(jì)沫等, 2014), 三角洲軸向受NEE 向正斷層約束明顯。

恩平組沉積期, 珠江口盆地處于走滑拉分的強烈斷陷晚期, 區(qū)域斷陷作用減弱, 導(dǎo)致盆地北部洼陷分割性不強, 小型湖泊逐漸連通形成湖盆沉積;而南部因伸展強度大, 地殼減薄顯著, 盆地遭受大規(guī)模海侵作用。盆地內(nèi)部受NNE 向右行走滑斷裂控制, 拉分盆地內(nèi)部受NEE 向陸傾斷層主控(程世秀等, 2 012)。該期構(gòu)造運動導(dǎo)致盆地內(nèi)部部分區(qū)域隆起, 缺失恩平組沉積(李平魯, 1 993), 盆地整體逐漸發(fā)育河流三角洲、湖沼相和濱-淺湖相沉積。早期NE 向走滑斷裂形成的構(gòu)造格局對辮狀河三角洲空間分布依然具有顯著控制作用, 不同辮狀河三角洲呈線性展布, 與NE 向斷裂具有很好的耦合性。在此期間形成的一些大型三角洲集中遷移到了西江凹陷及以南, 盆地中部和西部的惠州凹陷、西江凹陷、恩平凹陷和開平凹陷為主要的沉降中心(圖6)。但整體上, 盆地三角洲展布受NE 向右行斷裂控制; 且沉積沉降中心也受NE 向右行斷裂控制發(fā)生南移或北移; 而單獨的三角洲軸向則明顯受NEE 向鏟形斷裂系統(tǒng)控制。

3.4 南海運動的沉積響應(yīng)

南海運動發(fā)生于晚始新世和漸新世之間(約33.9 M a), 地震反射界面表現(xiàn)為T70不整合面(圖3),為區(qū)域性裂離不整合, 意味著在S-N 向拉張作用下,右行右階的走滑拉分盆地活動中心南移, 出現(xiàn)強烈基性巖漿上涌, 出現(xiàn)初始洋殼。漸新世初(約34 Ma),隨著洋殼打開, 南海海盆進入擴張期, 形成E-W 向磁條帶(此時區(qū)域應(yīng)力場為S-N 向拉張, 該應(yīng)力場持續(xù)到25 Ma), 而珠江口盆地區(qū)發(fā)生區(qū)域性熱抬升,形成區(qū)域不整合面; 隨后因洋中脊熱中心不斷南移,盆地進入熱衰減階段, 由斷陷轉(zhuǎn)化為拗陷, 斷裂活動急劇減緩。在地震剖面上表現(xiàn)為以T70不整合面為界、上下明顯不同的盆地結(jié)構(gòu), 下部受斷裂控制明顯, 上部基本上不受斷裂控制。該期運動在陽江東凹地區(qū)表現(xiàn)為區(qū)域性抬升, 并在25～16 Ma 期間, 沿著左行左階NW 向斷裂剪切的拉張部位伴有強烈?guī)r漿侵入活動, 但總體上構(gòu)造運動趨于平緩, 由之前的斷陷期轉(zhuǎn)為拗陷期。該期構(gòu)造運動使珠江口盆地局部抬升, 總體趨于穩(wěn)定沉積階段。

圖7 珠江口盆地珠海組沉積期構(gòu)造-沉積響應(yīng)(修改自朱明等, 2019)Fig.7 Tectono-sedimentary response of the Zhuhai Formation in the Pearl River Mouth Basin

3.5 白云運動的沉積響應(yīng)

白云運動發(fā)生于漸新世與中新世之間(約23 M a),自南海運動到白云運動以來, 盆地沉積響應(yīng)典型代表為珠海組, 地震反射界面表現(xiàn)為T60不整合面(圖3)。該期構(gòu)造運動主要發(fā)生于珠江口盆地珠二坳陷的白云凹陷內(nèi), 在此之前該凹陷為淺海陸架沉積, 之后隨著南海擴張洋中脊向南躍遷, 使得白云凹陷深部產(chǎn)生強烈的熱衰減而持續(xù)沉降, 逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)榇箨懫律钏练e, 大陸坡折帶也同步向北跳躍。該期NE 向右行走滑拉分作用弱化, 主要發(fā)生于白云凹陷以及珠江口中段; 然而, N WW-NW 向走滑斷裂發(fā)育寬泛而強烈, 成為主控構(gòu)造, 并切割早期構(gòu)造(圖7)。

在珠一坳陷和珠三坳陷, N E 向走滑斷裂不再控制該區(qū)沉積展布。珠三坳陷在之前發(fā)育的淺水背景下, 東部發(fā)育大型三角洲沉積, 西部發(fā)育陸架邊緣三角洲, 由于物源供應(yīng)不足, 古珠江三角洲沉積逐漸消退(鐘澤紅等, 2018), 邊緣發(fā)育濱岸沉積,珠一坳陷發(fā)育三角洲和濱岸沉積, NW 向斷裂對三角洲的軸向起著明顯的控制作用。在中央隆起帶,白云運動導(dǎo)致番禺低隆起隆升, 向南沿著白云凹陷發(fā)育三角洲沉積(尹俊等, 201 1), 海侵?jǐn)U大, 該期沉積形成的三角洲軸向受NW 向斷裂控制, 大致呈NW 向。

在珠二坳陷, 由于該期構(gòu)造作用導(dǎo)致海侵?jǐn)U大,古珠江三角洲推進至白云凹陷, 因此, 主要發(fā)育三角洲前緣和平原亞相沉積, 并伴有海侵沉積旋回(劉鐵樹和何仕斌, 2 001)。南部隆起帶由于該期構(gòu)造作用導(dǎo)致大規(guī)模海侵而被水覆蓋, 發(fā)育濱岸、濱-淺湖相、半深湖-深湖相沉積和深水扇沉積, 以陸架邊緣三角洲和重力流沉積為主(邢作昌等, 202 0), 整體處于深海沉積環(huán)境。

綜上, 受白云運動影響, 珠江口盆地由斷陷湖盆類型向坳陷盆地類型過渡(尹俊等, 201 1), 白云凹陷持續(xù)沉降, 大陸坡折帶向北遷移, 并導(dǎo)致海侵,在盆地中部發(fā)育大型三角洲沉積, 并沉積珠海組,整體上以河流三角洲相和濱-淺海相沉積為主。沉積范圍與上一期構(gòu)造運動相比擴大, 沉積環(huán)境由陸相過渡到海相, 陸坡附近海傾斷裂增多, 逐步演變?yōu)楸粍雨懢?程世秀等, 2 012)。由于南海擴張, 先前形成的小型斷陷盆地逐漸合并, 奠定盆地格局, 同時沉積沉降中心向南繼續(xù)遷移, 白云凹陷、恩平凹陷、番禺凹陷、文昌凹陷和順德凹陷為主要沉降中心。在珠海組沉積期, NE 向走滑斷裂不再控制沉積相、沉積沉降中心的空間展布, 但NW 向斷裂依然對大型三角洲軸向起著控制作用(圖7)。

圖8 珠江口盆地東沙運動剝蝕區(qū)分布(修改自王鵬程等, 2017)Fig.8 Range of denudation induced by the Dongsha Movement in the Pearl River Mouth Basin

3.6 東沙運動的剝蝕與沉積響應(yīng)

東沙運動主要發(fā)生于中中新世-晚中新世末期(約5 Ma), 地震反射界面表現(xiàn)為T30不整合面(圖3)。該時期印度-澳大利亞板塊與歐亞板塊間的匯聚速率減弱, 太平洋板塊俯沖速率加大, 菲律賓海板塊向西俯沖, 呂宋島弧與臺灣島發(fā)生碰撞, 導(dǎo)致臺灣島整體抬升并產(chǎn)生逆斷層(程世秀等, 2 012; 錢星等,2019), 即發(fā)生臺灣造山運動。

6 Ma 以來, 臺灣造山運動與珠江口盆地東部構(gòu)造相關(guān)(李平魯, 1 993)。據(jù)推測, 東沙運動是臺灣斷褶帶海岸山事件在珠江口盆地的表現(xiàn)(程世秀等,2012)。該期運動為局部構(gòu)造運動(圖8), 自西向東逐漸減弱, 受控于NWW 向水平擠壓作用派生的NEE向右旋走滑應(yīng)力場(何敏等, 2 019), 使得珠江口盆地一系列老斷層重新活動和改造, 產(chǎn)生NWW 向具有張扭性質(zhì)的斷層, 并伴隨強烈的巖漿活動, NE 、NEE 向斷裂發(fā)生強烈擠壓, 臺西盆地消亡形成弧后前陸盆地(程世秀等, 2012)。在珠江口盆地主要表現(xiàn)為區(qū)域性擠壓構(gòu)造, 遭受大規(guī)模剝蝕形成的區(qū)域不整合面主要存在于盆地東部的東沙隆起及其鄰區(qū)(圖8紅色區(qū)域), 完全可能成為臺灣造山帶未來的西擴地段。

在珠三坳陷, 東沙運動使得先存斷裂重新活動,并伴有NWW 向走滑斷層, 主干斷裂對沉積作用控制較弱, 拗陷作用占主導(dǎo), 該區(qū)坡度變緩導(dǎo)致海侵進一步擴大(楊計海等, 2019), 發(fā)育淺海相沉積。在珠一坳陷, 該期運動從東沙隆起向西逐漸減弱, 表現(xiàn)為從惠州凹陷到恩平凹陷、從白云凹陷東北部到西南部逐漸減弱(何敏等, 201 9), 主要發(fā)育三角洲沉積。中央隆起帶和珠二坳陷在該期運動之后進入陸坡發(fā)育階段, 在中央隆起帶的番禺低隆起及鄰區(qū),由于古珠江三角洲整體后撤, 發(fā)育陸架邊緣三角洲沉積, 深水區(qū)主要為半深湖-深海相沉積。而珠二坳陷帶的陸坡發(fā)育較晚(劉鐵樹和何仕斌, 2 001), 與南部隆起帶深水區(qū)發(fā)育半深海相沉積。

中新世以來, 東沙運動主要發(fā)生于珠江口盆地東部東沙隆起及其鄰區(qū), 主要表現(xiàn)為隆升運動和斷裂, 并伴有局部巖漿活動。東沙運動是臺灣造山運動在珠江口盆地的表現(xiàn), 臺灣造山運動導(dǎo)致臺西盆地逐漸消亡, 珠江口盆地和臺西盆地出現(xiàn)撓曲前隆區(qū)域。T30界面顯示, 東沙隆起大部分地區(qū)遭遇強烈剝蝕, 處于強烈隆升期, 剝蝕范圍逐漸向西擴展(何敏等, 2019)。整體上受來自臺灣造山運動的構(gòu)造作用,珠江口盆地在該期運動呈現(xiàn)自東向西逐漸擴展的不整合面, 且在盆地內(nèi)表現(xiàn)為一次大規(guī)模海退, 使得古珠江三角洲整體后撤, 加大了白云凹陷陸架坡折的坡度。由于東沙隆起導(dǎo)致珠江三角洲由東南向西南偏轉(zhuǎn), 并且在陸架區(qū)主要發(fā)育珠江三角洲體系, 在陸架坡折區(qū)和陸架區(qū)發(fā)育邊緣三角洲沉積(何敏等, 2019),盆地內(nèi)則主要發(fā)育淺海-半深海相沉積, 無穩(wěn)定的沉積中心(程世秀等, 2012)。該期構(gòu)造運動的斷裂活動主要表現(xiàn)繼承型和后期改造型斷裂, 在地層淺部表現(xiàn)出似花狀構(gòu)造。T20界面發(fā)育后, 東沙隆升作用停止,珠江口盆地受到的構(gòu)造運動波動較小, 直至現(xiàn)今。

4 結(jié) 論

沉積-構(gòu)造特征研究表明, 珠江口盆地的三期走滑拉分作用對盆地沉積作用影響較大, 從成盆機制、沉積響應(yīng)等角度, 得出以下新認(rèn)識:

(1) 第一期為發(fā)生在珠瓊運動一幕的NNE 向右行右階走滑拉分?jǐn)嗔? 此時太平洋板塊向歐亞板塊俯沖, 俯沖方向由NNW 向轉(zhuǎn)為NWW 向, 與此同時印度-澳大利亞板塊與歐亞板塊強烈碰撞, 致使歐亞板塊向北漂移與太平洋板塊沿NNE 向俯沖帶產(chǎn)生右旋剪切, 在陽江東凹地區(qū)形成右行右階走滑拉分盆地, 在南海北部逐漸形成NE 向右行走滑拉分體系。該期運動在珠江口盆地形成文昌組沉積, N E向右旋走滑斷裂伴生的斷陷活動產(chǎn)生次級洼陷, 沉積沉降中心位于盆地的中部和西部, 主要發(fā)育半深海相和辮狀河三角洲沉積, 辮狀河三角洲的空間分布受NE 向走滑構(gòu)造格局控制, 并且與NE 向斷裂走向具有很好的耦合性, 但是不具有線性展布特征, 由于拉分?jǐn)嘞莸膹浬⑿? 該期沉積無大型三角洲形成。

(2) 第二期為珠瓊二幕運動NWW 向的左行左階走滑拉分?jǐn)嗔? 此時印度-澳大利亞板塊相對歐亞板塊碰撞速率降低, 隨著碰撞效應(yīng)逐漸向東、東南傳播導(dǎo)致擠出構(gòu)造發(fā)育, 并形成左行走滑分量,使得珠江口盆地先存NW 向斷裂繼承性活動, 并不斷強化和發(fā)育, 進而形成左行走滑斷裂體系。該期運動在珠江口盆地發(fā)生于恩平組沉積期, 發(fā)育河流三角洲、湖沼相和濱-淺湖相沉積, 受NW 向斷裂影響, 早期湖泊串聯(lián)形成大湖盆, 沉積范圍擴大, 沉積沉降中心向南遷移, 位于盆地的中部和西部。早期NE 向構(gòu)造格局依然對辮狀河三角洲空間分布具有顯著控制作用, 由于沉積范圍的擴大, 辮狀河三角洲呈線性展布, 與NE 向斷裂具有很好的耦合性, 但三角洲軸向主要受NWW-NW 向斷裂體系控制。

(3) 第三期為白云運動伴生的NWW 向左行走滑斷裂, 主要為繼承型和改造型斷裂, 該期運動導(dǎo)致白云凹陷及鄰區(qū)產(chǎn)生強烈的熱沉降, 逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)殛懫律钏练e, 陸架坡折帶向北跳躍, 古珠江三角洲初步格局形成, 同時NW 向基底左旋走滑斷裂發(fā)育。該期運動沉積珠海組, 主要發(fā)育河流三角洲相和濱-淺海相沉積, 沉積沉降中心向南繼續(xù)遷移, NE向斷裂不再控制展布, 但三角洲軸向受NWW 向斷裂體系控制。

(4) 中新世由于受東部的臺灣造山運動影響,珠江口盆地發(fā)生了東沙運動并導(dǎo)致東沙隆起, 盆地遭受大規(guī)模剝蝕, 古珠江三角洲整體后撤, 盆地主要發(fā)育淺海-半深海相沉積, 無穩(wěn)定的沉積中心, 該期運動伴有的NWW 向走滑斷層在地層淺部發(fā)育似花狀構(gòu)造。